L’interprétation des données de surface et de subsurface de la région de Sahel et le golfe de Hammamet, montre un héritage structural exprimé par des failles, des blocs basculés et des variations des épaisseurs des séries crétacé-paléogènes. Elles se déposent en éventail, avec migration spatiale de la subsidence. La tectonique extensive faciliterait la migration des intrusions salifères le long de ces failles. A l’Ouest d’Enfidha une tectonique synsédimentaire du Crétacé inférieur est mise en évidence, de part et d’autre du couloir de direction NS accompagnée par des manifestations triasiques précoces. La marge de l'Est tunisien a été considérée comme une zone stable et diminuant au cours du Tertiaire à l'avant-pays de l'Atlas (Blanpied et Bellaiche, 1983; Turki, 1985; Ben Ferjani et al., 1990; Anderson, 1996; El Ghali et al., 2003). Au Crétacé moyen à supérieur (Albien-Campanien inférieur), le régime tectonique est transtensif dextre (Fig. 5.5) avec une extension ENE-WSW (Philip et al., 1993;
Zouari, 1995; Zouari et al., 1999; Bouaziz et al., 2002). A la fin du Crétacé supérieur (Campanien supérieur-Maastrichtien), lors de la convergence de l’Afrique et l’Europe (Patriat et al., 1982) une phase compressive s’est produite en Tunisie (Haller, 1983; Zouari, 1995;
Lacombe et Jolivet, 2005; Said, 2011; Mejri, 2012), avec un axe de raccourcissement NS (Guiraud et Bosworth, 1997). Les études de la fracturation qui a affecté des séries d’âge différents (Fig.5.39), montrent la dominance de direction moyenne NW-SE et rare NE-SW.
Les corrélations lithostratigraphiques des séries sédimentaires en Tunisie nord-orientale (Figs.7.12-7.14), ont montré des variations d'épaisseurs et de faciès des séries stratigraphiques en relation avec des failles majeures synsédimentaires de direction NW-SE (Boujemaoui, 2000). Cette variation en profondeur et en épaisseur des séries lithostratigraphiques, dans la plateforme de Sahel est liée à l’évolution des mouvements tectoniques et eustatiques du Crétacé jusqu’au Plio-Quaternaire. La variation des épaisseurs des séries de l’Eocène supérieur-Oligocène témoignent de l’activité synsédimentaire des failles chevauchantes (Fig.7.14). Elles délimitent des structures hautes vers l’Ouest et un bassin flexural vers l’Est.
Cette structure synsédimentaire, bien exprimée au cours de l’Eocène supérieur, fossilise la phase de plissement pyrénéenne (Yaïch, 1984). Cette phase compressive a continué jusqu’à l’Eocène supérieur avec une contrainte σ1 orientée NW-SE à NS (Morelli, 1976; Letouzey et Trémolières, 1980; Haller, 1983; El Ghali et al., 2003; Mzali et Zouari, 2006). Au cours de cette période, les failles N120° sont réactivées en décrochement dextre, les failles EW ont une
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composante normale, les failles NE-SW ont une composante inverse, alors que les plis NE- SW sont ébauchés et la montée des dépôts triasiques est accentuée par des failles à allure listriques (Fig.7.3) de direction globale NS, limité par des accidents majeurs. A l’intérieur de ce couloir, les deux directions de fractures pourraient correspondre à des fractures de type Riedel associées au couloir NS avec R’ (~N110°) dextre et R et P (~NS) sénestre ; avec une contrainte principale compressive de direction ~N135° ce qui favorise la genèse des bassins de direction NW-SE. On peut donc déduire qu’en est en présence de deux phases tectoniques.
Une première phase tectonique est compressive avec une composante σ1 de direction NW-SE d’âge Tortonien supérieur. Alors que la seconde phase compressive est de direction NNW- SSE (Fig.5.40d). On peut l’attribuer au Pliocène selon le modèle de Riedel avec R’
correspondant aux fractures de direction NS sénestre, R et P correspondant respectivement aux fractures et aux fentes de tension de direction N110° dextre, un couloir de décrochement de direction moyenne N110° et une contrainte de direction ~NS. La représentation stéréographique des plans des failles (Fig.5.40e) montre de diverses directions qui ont régné dans cette zone, la direction moyenne des fractures est NW-SE (Fig.5.40f). Le coulissage serait à l’origine de la création de bassins losangiques et de petites dimensions, interférant avec des compartiments soulevés ou basculés. Au Miocène, les effets de la convergence se sont traduits par deux phases paroxysmales de plissement durant la période oligo-miocène (Castany, 1956; Tlig et al., 1991): l’une alpine fini-éocène et l’autre atlasique au Miocène supérieur (Zargouni, 1985; Tlig et al., 1991). Les plis NE-SW sont souvent accompagnés par des failles inverses de même direction (Burollet, 1991; Aïssaoui et Ben Gacha, 1992; Saadi, 1997). Alors qu’une troisième contrainte compressive a eu lieu au Plio-Quaternaire (Villafranchien). Ces phases compressives sont séparées par des épisodes de relaxation des contraintes tectoniques survenus à l’Oglio-Aquitanien (Vernet, 1981; Saadi, 1997) et au Langhien-Serravalien (Saadi, 1997; Yaïch, 1997; Boujemaoui, 2000). Ces épisodes ont induit la formation de bassins et des horsts de direction orthogonale à la direction des plis et des failles normales. Ces structures plissées qui se développent lors de la compression éocène ont une direction proche de N90°. A l’Oligocène, une phase distensive orientée NE-SW est responsable du développement des bassins orientés N45° liés à des failles normales de direction N90-110°. Pendant l’Oligocène supérieur-Miocène inférieur, une compression de direction NE-SW a créé des structures plissées exposées à l’érosion et diminue l’espace disponible pour la sédimentation. Une distension orientée NNE-SSW a eu lieu du Langhien jusqu’à Tortonien inférieur en créant l’ouverture des fossés de direction N110° par la
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réactivation des failles normales synsédimentaires. L’existence de couloirs de failles héritées de directions EW, NW-SE, NE-SW et NS contrôlent les remplissages des bassins. Ces failles ont induit à certaines époques un découpage en pull-apart (Bédir, 1995). les failles EW ont un rôle important en Tunisie orientale (Kamoun, 1981, 2001; Turki, 1985; Delteil et al., 1991;
Bédir, 1988, 1995). Elles représenteraient les manifestations de la rotation anti-horaire du bloc apulien et l’expulsion de la partie nord orientale de la Tunisie (Delteil et al., 1991). Ces résultats impliquent forcément l’accommodation et le blocage des mouvements coulissants en EW sur les directions NS héritées. Ces zones de convergence de ces deux directions constitueraient alors des zones de chevauchements et de décollements, d’autant plus que le Trias perce dans ces zones de fragilisation de la couverture sédimentaire telle que le Djebel Chérichira (Boukadi, 1994). Une tectonique de chevauchement voire même tangentielle a été évoquée au niveau de l’axe NS (Coiffait, 1973; Abbès et al., 1981; Truillet et al., 1981;
Delteil et al., 1981), mais également au Nord, à l’Est (Truillet, 1981) et au Sud (Yaïch, 1984;
Haller, 1983) de l’accident de Zaghouan. Ces derniers auteurs avaient par ailleurs évoqué des chevauchements dans la partie occidentale de la plateforme de Sahel. Les profils sismique montrent une tectonique transpressive dextre puis transtensive sénestre matérialisées respectivement par une structure en fleur positive pour les horizons campano-éocènes et une structure en fleur négative affectant les horizons gréseux chattien-rupéliens, indiquant ainsi une tectonique polyphasée (Fig.7.2). Les structures plissées que reflète ce profil sismique de la Tunisie orientale sont bordées latéralement par des bassins très subsidents caractérisés par des réflecteurs continus à forte impédance acoustique. Ces dépocentres sont des bassins de compensation de la montée halocinétique (Giovanni et al., 1997) tels que le bassin de Sbikha- Draa Souatir à l’Ouest et le bassin de Kondar-Hergla à l’Est. Ce mouvement s’opère dans un régime coulissant dextre sur la faille d’Enfidha F2 (Fig.7.3). Cette faille joue le rôle d’une flexure profonde d’un dôme diapirique qui commençait un mouvement de remontée à partir du Crétacé supérieur. Celle-ci a contrôlé la sédimentation au cours du Néogène (Fig.7.8). Elle a engendré deux blocs structuraux distincts: un bloc résistant vers le NW et un bloc subsidient vers le Sud et le SE. Le bloc septentrional s’exprime par une grande structure anticlinale, où s’injecte du matériel salifère à travers des failles. La subsidence tectonique la plus active, dans le domaine de la Tunisie orientale est située tout au long du tracé de la faille F2 et au niveau du compartiment méridional. Ce qui montre un rôle structural très important de ce linéament.
La variation des épaisseurs, des directions et de l’ampleur des failles qui ont affecté les horizons depuis le Jurassique jusqu’au Plio-Quaternaire au niveau de la dépression de
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Kairouan-El Hdadja a enregistré les phases tectoniques qu’a connues la Tunisie depuis le Jurassique (Khomsi et al., 2004b). La plaine de Sahel a enregistré en subsurface les traces des phases orogéniques de la chaîne atlasique sous une épaisse série mio-plio-quaternaire masquant les accidents et les structures majeurs. La faille F2 aurait aussi engendré à partir du Crétacé terminal un bassin de type pull-apart sur l’emplacement actuel de la plaine de Kairouan: c’est la dépression ou plaine de Kairouan-El Hdadja. Cette dépression a enregistré les phases tectoniques majeures de la chaîne atlasique exprimée par des discordances majeures et des scellements de structures et représente actuellement un bassin flexural en avant de la chaîne atlasique. Les horizons sismiques du Crétacé inférieur s’amincissent à l’approche des dômes et sont donc fracturés. Les failles qui délimitent les demi-grabens (ou blocs basculés) se situent au Nord et Sud des dômes. Des failles, scellées par les horizons sismiques du Crétacé, sont les témoins de la tectonique extensive post-triasique et syn- jurassique en relation avec les évènements d’ouverture téthysienne (Bédir, 1995; Bédir et al., 2000; Soussi, 2000) du Jurassique (Fig.7.4), des failles affectant tous les horizons sous l’effet de la montée diapirique sans percement des séries. La zone de Sahel a fonctionné en systèmes en bombement synsédimentaire au Paléogène, créant des anomalies topographiques positives de type bombement du bassin de sédimentation. Les lignes de crêtes topographiques sont orientées NNW-SSE correspondant à une morphologie de monoclinaux (Castany, 1951;
Kamoun, 2001). La position de ces structures entièrement entourées de terrains quaternaires reste énigmatique et non raccordable avec les structures atlasiques au NE et au SW. Les structures diapiriques de la marge orientale de la Tunisie sont associées à des zones de faiblesse tectonique majeures, permettant une remobilisation continue du matériel triasique.
Ces zones de faiblesse sont en fait des cicatrices intensément fracturées et matérialisées par des failles orientées NS le plus souvent subverticales et enracinées dans le substratum ante- triasique. Ces failles sont héritées depuis le Paléozoïque (Burollet, 1956) et représentent d’anciennes lignes du socle. Elles sont réactivées au cours du Méso-Cénozoïque suivant des régimes alternants transtensifs et transpressifs qui ont permis l’installation de rides à sédimentation réduite et de nombreuses discordances sur les toits et aux flancs des structures.
Les cartes isochrones des toits des horizons sismiques du Campanien-Maastrichtien jusqu’au Miocène montrent l’importance des failles EW à NE-SW dans le contrôle de la déformation du bassin. Ces failles assurent un découpage sub-losangique des différents domaines. On remarque la prédominance de la fracturation subméridienne au niveau de la partie NW de toutes les cartes (Figs.7.6-7.8). Cette structure montre pratiquement une géométrie qui
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exprime la fracturation et l’éclatement des structures plissées sous l’effet d’une montée diapirique. La structure est dominée par des failles chevauchantes NNE-SSW. Une zone très subsidente orientée NS séparée par des zones hautes depuis le Crétacé surtout au niveau des parties nord de la zone cartographiée. Toutes les cartes montrent des failles profondes de diverses directions d’EW à NE-SW depuis le Jurassique (F1-F6). Ces failles délimitent des bassins sub-losangiques. Ces structures montrent des géométries variables en anticlinaux, synclinaux et des plis-failles. Les structures plissées sont disposées en plis d’entraînement sur des failles coulissantes EW décrochantes dextres. Cette zone correspond à un nœud tectonique où s’interfèrent les directions des fracturations NE-SW, EW et NS. La montée du matériel salifère diapirique se fait vraisemblablement à la faveur de ces nœuds tectoniques. Elle correspond à des gouttières profondes qui peuvent atteindre -2560 ms. Les mouvements ont continué durant tout le Crétacé et le Paléogène. C’est à partir du Néogène qu’ils ont ralenti avec probablement un arrêt au Miocène supérieur, période durant laquelle le matériel salifère commence à s’injecter en lames assurant le décollement de la couverture au niveau de certaines structures. Les structures des séries de l’Eocène montrent des surrections dominées par des failles EW, NE-SW et NW-SE. Ces séries éocènes affleurent par endroit en surface.
La direction NS des courbes isochrones est en relation avec des failles NS, tendant vers l’extrême est et se recoupant avec les failles F1 et F2, qui se prolongent vers le golfe de Hammamet (Bédir, 1995; Mzali et al., 2007; Ben Brahim et al., 2013) limitant une zone haute à l’Est de la zone d’étude (Fig.7.6). Des plis "en échelon" prennent naissance le long des failles EW avec des axes EW. Ces plis deviennent NE-SW à NS au Nord et au Sud le long des failles NS (Fig.7.7). Le régime tectonique transpressif du Miocène supérieur admettant une direction de contrainte principale NW-SE orthogonale aux failles et aux rides NS, a engendré une concentration des déformations conduisant à des chevauchements, rétro-chevauchements et des plis renversés moulés sur les masses triasiques sous-jacentes ce qui amplifie le jeu dextre de la faille F2 (Fig.7.2). Ce résultat rejoint ceux de l’Atlas centro-méridional de la Tunisie où l’halocinèse précoce jurassique a été expliquée par Bédir (1995) et Bédir et al.
(2001).
En mer pélagienne, l’interprétation des données sismiques et des données des puits situés dans le golfe de Hammamet montre que ce domaine est traversé par des couloirs de décrochement continuellement réactivés, par des escarpements et des effondrements tectoniques en fossés de direction générale NW-SE. Il est formé par un ensemble de structures plissées de direction NE-SW (Pepe et al., 2004, 2005). La contrainte compressive qui a régi
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en mer pélagienne est de direction NW-SE. Elle provoque des failles inverses et normales et des effondrements des blocs de directions NW-SE. La mer pélagienne est façonnée entre Sicile et Tunisie, par l’installation de deux systèmes tectoniques indépendants et simultanés (Giunta et al., 2000). Le premier est extensif de direction NE-SW en créant des horsts et des grabens, alors que le second en subduction est lié à une compression de direction NW-SE dans l’arc Maghrébides-Sicile-Apennins. Ces deux régimes coexistent simultanément et indépendamment en Méditerranée centrale. Ils forment le moteur de la dynamique du Cénozoïque de la mer pélagienne (Ben Avraham., 1987, Tavarnelli et al., 2004). Le golfe de Hammamet est situé dans une zone de transition entre l’Atlas oriental/Sahel à l’Ouest et la Méditerranée orientale à l’Est. Cette zone a subi les conséquences tectoniques et sédimentaires des régimes compressifs alpin et atlasique vers l’Ouest avec un léger amortissement de la contrainte et un régime extensif est à l’origine du système de rifting en Méditerranée à l’Est. Il est formé par des paléo-hauts dans la partie est. Il correspond à une plateforme légèrement plissée et faillée du Jurassique au Quaternaire (Khomsi et al., 2006).
Les séries sont affectées par des failles à jeu normal et d’autres à jeu inverse et des cisaillements de directions NW-SE et NE-SW. Les failles majeures se sont développées principalement dans la partie NW et SE de la plateforme au cours du Crétacé supérieur-Mio- Pliocène (Figs. 7.21, 7.22, 7.24, 7.25). Ces failles ont rejoué en inverse au cours des phases compressives alpine et atlasique. A partir du Miocène commence l’ébauche d'un bassin subsident après dislocation et basculement des blocs. Les accidents principaux sont aussi secondés par des failles antithétiques à rejet horizontal. Les failles de directions NS, EW et NW-SE qui sont enracinées et réactivées contrôlent l’architecture de cette plateforme. Les éléments structuraux qui se distinguent dans l’aire d’étude sont des basculements de blocs des bassin-grabens et des plis (Fig. 7.24, 7.25). Le fonctionnement de ces éléments structuraux s’effectue en lien avec des changements dans l’organisation lithostratigraphique des séries méso-cénozoïques et les styles tectoniques qui ont créé la complexité structurale du golfe de Hammamet (Figs. 7.30-7.31). La plateforme Halk El Menzel montre une variation de lithofaciès dans l’espace et dans le temps, des hiatus, des discordances, des réductions d’épaisseur et des biseautages (Figs. 7.30, 7.31). La formation El Haria d’âge maastrichtien- paléocène s’épaissit en direction du NW sur la plateforme Halk El Menzel (Fig. 7.21). Elle repose en discordance par endroit sur les calcaires du Campanien dans les puits P12 et P15 (Figs. 7.30, 7.31, 7.32). L’épaississement s’accompagne d’un passage de calcaires crayeux de la formation Abiod déposés en milieu relativement profond, à des alternances d’argiles
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légèrement carbonatées et de marnes de milieu marin profond de la formation El Haria.
L’augmentation en puissance de cette série est assurée par un jeu normal de failles (F2-F3) à regard NW durant le Maastrichtien-Paléocène (Fig. 8.1). On pense donc que les hiatus sédimentaires sont dus à des paléo-hauts. Les failles préexistantes sont probablement à l’origine d’une subsidence progressive. La variation des épaisseurs de la formation El Haria de part et d’autre des failles témoigne le jeu normal lors de la sédimentation (Figs.7.21, 7.22).
Les séries sédimentaires montrent des variations des épaisseurs le long du golfe de Hammamet, liées à l’architecture héritée des séries sous-jacentes. Les structures plissées et épaisses sont situées dans la partie NW du golfe de Hammamet et sont affectées par des failles inverses, alors que les séries soulevées vers le SE sont affectées par des failles normales qui ont engendré des structures en horsts et en grabens. Ce qui laisse penser que le golfe de Hammamet était le siège de deux mouvements tectoniques conjuguées (Figs.7.16- 17), dont une compression dans la partie NW lors de la phase compressive atlasique et une distension dans sa partie SE qui s’étend vers la mer pélagienne surtout au Miocène, liée à la rotation antihoraire du bloc corso-sarde. La série carbonatée de la formation Bou Dabbous est délimitée par une discordance. Elle est absente au niveau des puits surtout dans la partie ouest de la plateforme Halk El Menzel (Fig.7.30). La lacune sédimentaire est due à une compression de direction NW-SE qui a créé des structures plissées et faillées du Crétacé- Eocène. Cette compression a créé une remontée des blocs plissées et tiltés. Une inversion tectonique se produit pendant cette phase compressive éocène (phase alpine) (Fig.7.21). Cette inversion est à l’origine de l’émersion et l’effondrement de certaines zones et par la suite la création d’espace disponible pour le dépôt et la remontée et l’exposition d’autres blocs à l’érosion. La phase transpressive de l’Eocène a induit une rotation de blocs de couverture préexistants (Castany, 1951, 1952; Haller, 1983; Roure et al., 2012). Dans le golfe de Hammamet, apparaissent alors en bordure de ces blocs, des structures plicatives, érigées en paléo-hauts. Des structures similaires, au même âge dans le Sahel tunisien, s’expliquent par une compression de l’Eocène (Haller, 1983, Boussiga, 2005, 2006; Sebeï, 2007). Les dépôts siliciclastiques terrigènes de l’Oligocène-Miocène inférieur sont bien développés dans la partie ouest de la plateforme de Halk el Menzel (Fig.8.1a). Ces dépôts reposent en discordance sur les calcaires de la formation Bou Dabbous (Yprésien). Ils passent latéralement en calcaires para-récifaux déposés en milieu peu profond (formation Ketatna) et en argiles pélagiques à intercalations de calcaires et de marnes plus ou moins gréseuses de la formation Salambô à l’Est et au SE. On remarque aussi, une variation de la profondeur du
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milieu de dépôt qui croit d’Ouest en Est. Une tectonique distensive orientée N45° (Haller, 1983), effondre des bassin-grabens à apport terrigènes et fluviatiles de l’Oligocène-Miocène inférieur (Aquitanien-Burdigalien), dans le Sahel et plus au Nord à la péninsule du Cap Bon (Ben Salem, 1995; Bédir, 1995; Bédir et al., 1996). Un paléo-stress transtensif de direction NE-SW, en relation avec la phase tectonique distensive au cours de l’Oligocène, a été mis en évidence (Burollet et al., 1978; Letouzey et Trémolières., 1980; Burollet, 1991). Cette extension est à l’origine d’une remobilisation des accidents transverses au bloc Halk El Menzel et les dépôts siliciclastiques terrigènes de la formation Fortuna se produisent dans des grabens et demi-grabens de direction NE-SW.
Fig.8.1. Modèle géodynamique possible de l’évolution des séries du Crétacé au Mio-Pliocène dans le golfe de Hammamet